碳酸岩岩浆演化过程中REE富集与分异的研究进展及碳酸岩中的矿物学分带*

尹淑苹，谢玉玲，梁亚运

（1中国地质科学院地质研究所，北京100037；2北京科技大学土木与资源工程学院，北京100083）

稀土元素（rare earth elements，REE）以其优良的光、电、磁等物理特性，在尖端科学和高新技术等新兴产业领域占据着不可替代的优势和地位。2011年，财政部办公厅、国土资源部办公厅发布通知将稀土列入“三稀资源（稀有、稀土、稀散）”重点支持。稀土是中国重要的战略性矿产，也是世界各国竞相争取的紧缺战略资源（翟明国等，2019；王登红，2019；范宏瑞等，2020）。一直以来，中国稀土资源的储量和产量在全球位居首位，国际上对稀土未来供应的担忧日益加剧（Tucker et al.,2011；Weng et al.,2013，2015），并加大了对稀土资源勘查和开发的力度。据最新数据显示，中国已探明稀土资源储量约为4400万吨，已从20世纪70年代的占世界总量的74%下滑至37%，对中国稀土资源优势地位提出了严峻挑战。加强稀土成矿理论研究对于指导找矿并保持中国稀土大国的优势地位具有重要的现实和战略意义，稀土元素的超常富集机制一直是稀土矿床研究领域面临的重大科学问题。

碳酸岩型稀土矿床是世界稀土的主要来源（Verplanck et al.,2011；2016），其资源量占全球稀土资源总量的51.4%（Weng et al.,2015），中国98%的稀土资源来自于碳酸岩型稀土矿（Xie et al.,2016）。从空间分布上看，目前中国已发现的碳酸岩型稀土矿床多沿古老的克拉通边缘分布，构成4条时代各异的稀土成矿带（Xie et al.,2019；图1），包括：①中元古代狼山-白云鄂博稀土成矿带，空间上位于华北克拉通北缘，世界最大的内蒙古白云鄂博铁、铌、稀土矿床分布于此，矿区东部发现有东介勒格勒、菠萝头山等矿化体；②早中生代东秦岭-大别稀土成矿带，位于华北克拉通南缘，主要有湖北庙垭大型稀土矿床和一些小型矿床（点），如黄龙铺、黄水庵等；③晚中生代山东莱芜-淄博-微山稀土成矿带，位于华北克拉通东缘，包括山东郗山中型稀土矿以及龙宝山、八陡山等中小型矿床；④新生代四川冕宁-德昌稀土成矿带，位于扬子克拉通西缘，印度-亚洲碰撞带的东侧，主要包括四川牦牛坪超大型、大陆槽、木落寨等大型矿床（点）等。另外，在塔里木克拉通北缘和南缘也分布着一些小的稀土矿床，如新疆瓦吉尔塔格等（李凤鸣等，2015；谢玉玲等，2020）。本文在对稀土碳酸岩的起源、岩浆演化过程及在此过程中REE的富集与分异行为进行详细的文献调研和评述的基础上，基于笔者在冕宁牦牛坪稀土矿床前期的研究工作和最新发现，认为碳酸岩中普遍存在矿物学分带，碳酸岩的矿物学分带是岩浆演化过程的最佳记录，是不同成分矿物结晶分异作用的体现，同时，对冕宁牦牛坪稀土矿床碳酸岩的矿物学分带及其中的熔体、熔流体和流体包裹体特征进行了初步描述与探讨，以期抛砖引玉，为研究碳酸岩的岩浆演化、岩浆-流体转化过程及稀土元素的富集与分异机理提供新的思路，使研究者对稀土碳酸岩的矿物学分带及其对稀土元素富集与分异的研究引起更多的关注和重视。

图1 中国碳酸岩型稀土矿床的分布位置图（据谢玉玲等，2020；范宏瑞等，2020修编）Fig.1 Location of carbonatite-related REE deposits in China(modified after Xie Yuling et al.,2020;Fan Hongrui et al.,2020)

1 稀土碳酸岩的岩浆起源

碳酸岩是一种相对罕见的火成岩，是典型的幔源岩浆岩，多形成于板内裂谷环境，在大洋或造山带环境中也有发育（Woolley et al.,2008）。碳酸岩是所有火成岩中REE含量最高的岩石，有的碳酸岩本身就构成了具有重要战略意义的稀土元素矿体（范宏瑞等，2001）。但并不是所有的碳酸岩都能形成稀土矿床，截至2008年，世界上已发现的527处碳酸岩中仅有约20%发育具有经济意义的稀土矿化（Woolley et al.,2008），且主要以轻稀土元素为主。目前对造成碳酸岩REE富集的原因仍存在不同认识。前人对成矿碳酸岩的岩浆起源、演化过程以及稀土元素成矿机理等进行了大量的工作（Meen,1987；Green et al.,1988；Jackson,2007；Xie et al.,2009；Hou et al.,2009；2015；Xu et al.,2011；2014；Litasov et al.,2013；），取得了一系列的重要进展，但对于成矿碳酸岩岩浆的形成机制、演化过程特别是REE的富集分异机制依然存在较多争议（Bell et al.,1982；2010；Walter et al.,1988；Harmer et al.,1998；Chmyz et al.,2019；Slezak et al.,2020）。

目前，关于碳酸岩岩浆起源的主流观点有3种：①直接来源于富CO2岩石圈或软流圈地幔橄榄岩的低程度部分熔融（Dawson,1964；Gittins,1988；Harm‐er et al.,1998；Woolley et al.,2008）；②富CO2的碱性硅酸盐岩浆的不混溶作用（Van Groos et al.,1963；Rankin et al.,1974；Hamilton et al.,1979；Wendlandt et al.,1979；Freestone et al.,1980；Kjarsgaard et al.,1989；Baker et al.,1990；Hou et al.,2006）；③富CO2的硅酸盐岩浆强烈的结晶分异作用（Twyman et al.,1987；Lee et al.,1994；Doroshkevich et al.,2017）。已有数据表明，原始地幔中REE含量很低，且轻重稀土元素没有明显的分异（Sun et al.,1989；图2a）。由地幔部分熔融形成的碳酸岩岩浆或富CO2的硅酸盐岩浆本身的REE含量可达到原始地幔的10～100倍（Foley et al.,2009;Jones et al.,2013），轻重稀土元素分异不明显（图2b），而成矿碳酸岩中REE平均含量高达3000×10-6～10000×10-6，是原始地幔的500～1000倍，其轻稀土元素（LREE）含量可达原始地幔的数千至数万倍（Verplanck et al.,2016；图2d），且轻重稀土元素强烈分异，其La/Lu值高达200～2000（Woolley，1989）。Hou等（2015）通过对全球成矿碳酸岩和无矿碳酸岩的对比研究，认为成矿碳酸岩与无矿碳酸岩在空间分布、地球化学特征，尤其是在同位素特征上存在显著不同，暗示其岩浆起源和地球动力学背景存在差异，并提出成矿碳酸岩岩浆可能来源于交代富集的岩石圈地幔源区。俯冲板片交代或大洋沉积物再循环可能是造成源区REE富集的原因（Hou et al.,2015）。深海铁锰结壳或大洋沉积物中REE含量很高，最高可达2000×10-6以上，其La/Lu值在70左右（Kato et al.,2011；Hein et al.,2014），且大洋沉积物中不仅富集LREE，其重稀土元素（HREE）含量也很高（Kato et al.,2011），轻重稀土元素没有发生强烈分异（图2c）。因此，部分熔融很难解释成矿碳酸岩强烈富集LREE的特征，碳酸岩岩浆演化过程对REE的富集与分异可能具有重要的控制作用。

图2 原始地幔（a）、地幔部分熔融（b）、深海铁锰结壳（c）及典型碳酸岩型轻稀土矿床（d）的稀土元素配分模式对比图（标准化数据据Sun et al.，1989）Fig.2 Chondricte-normalized REE distribution patterns of primitive mantle(a),partial melting of mantle(b),deep-ocean ferromanganese crusts(c)and typical carbonatite-related REE deposits(d)(normalized data are from Sun et al.,1989)

2 碳酸岩岩浆演化过程中的REE富集与分异

初始碳酸岩岩浆中的REE富集成矿需要经历长期的岩浆演化过程（范宏瑞等，2020），在此过程中的不混溶作用和结晶分异作用对REE的富集与分异有重要影响，但不同学者对此存在不同的认识。

2.1 不混溶作用及对REE富集与分异的影响

不混溶作用包括熔体-熔体之间、熔体-流体之间和流体-流体之间不混溶。大多数的内生轻稀土矿床都与碳酸岩和（或）碱性杂岩体相关（宋文磊等，2013），有学者认为岩浆演化过程中碳酸盐熔体与碱性硅酸盐熔体的不混溶是造成碳酸岩中REE富集的一个可能的机制（Le Bas,1987；Harmer et al.,1998；Harmer,1999；Hou et al.,2006；Guzmics et al.,2015；Feng et al.,2020），但也有学者提出相反的观点，认为碳酸盐熔体与碱性硅酸盐熔体的不混溶过程中REE更倾向于在硅酸盐熔体中富集（Veksler et al.,1998；2012）。Wendlandt等（1979）对钾透长石-碳酸盐体系进行了高温熔融模拟实验，提出不混溶过程中REE趋向于进入碳酸盐熔体，且HREE较LREE更倾向于进入碳酸盐熔体相，即碳酸盐熔体与碱性硅酸盐熔体的不混溶作用可以造成碳酸岩中REE的富集，但不能造成其强烈的富集LREE。Hamilton等（1989）的高温高压配分实验结果显示LREE更容易赋存在碳酸盐熔体中，碳酸盐熔体中的HREE含量低于硅酸盐熔体，这与碳酸岩中LREE富集的特征吻合。Veksler等（1998；2012）进行了多种不同成分的硅酸盐熔体与碳酸盐熔体模拟实验，显示各稀土元素在碳酸盐熔体和硅酸盐熔体中的分配系数DC/Si均小于1，即在液态不混溶过程中REE优先进入硅酸盐熔体（图3），导致初始的碳酸岩岩浆相对贫REE，从而很难形成具有经济价值的稀土矿。另外，Martin等（2012）通过碳酸盐-钾镁石熔体的实验岩石学研究，发现不混溶过程中Nb、Zr强烈分配到硅酸盐熔体中，而REE的分配行为随熔体成分的不同而变化，大多数情况下，HREE更趋向于进入硅酸盐熔体相，但并不会造成轻重稀土元素的强烈分异，天然样品中稀土元素在碳酸盐熔体和硅酸盐熔体中的分配系数差别也比较大（图3），但无论是实验样品还是天然样品，轻重稀土元素配分系数曲线均显示出右倾的趋势，表明轻稀土元素更趋向于富集在碳酸盐熔体中，重稀土元素则更趋向于富集在硅酸盐熔体中；Martin等（2013）进一步的实验证明，若体系中含有较多的H2O，会导致REE更强烈地分配到碳酸盐熔体相，从碱性火山岩体系中进化出的富H2O的碳酸岩更容易形成稀土矿。上述研究成果表明，碱性硅酸盐-碳酸盐熔体的不混溶作用对REE富集和轻重稀土元素分异的作用仍不明确，可能受熔体体系、熔体中水的含量等多种因素控制。

图3 碳酸盐-硅酸盐熔体液态不混溶体系中稀土元素的分配系数图Fig.3 REE partition coefficients in the carbonate-silicate liquids immiscible system

除碱性硅酸盐岩外，碳酸岩还常与时代相近的镁铁质-超镁铁质岩密切共生，因此，碳酸岩岩浆演化过程中可能存在碳酸岩、碱性硅酸盐岩和超镁铁质岩等的多相不混溶（Amundsen,1987）。来自中国南海海底火山喷发形成的碎屑岩中发现了相当于碳酸岩、镁铁质岩、碱性硅酸盐岩和磷镁岩成分的球粒，也证实了多相不混溶的存在（Zhang et al.,2017）。相对于碳酸岩来说，镁铁质岩、超镁铁质岩相对贫REE，并具有相对较低的轻重稀土元素比值（谢玉玲等，2020及其中文献）。碳酸岩与镁铁质岩、超基性岩可能具有成因联系，镁铁质、超镁铁质岩浆与碳酸岩岩浆的不混溶作用可能导致碳酸岩岩浆中富集REE，特别是LREE。

2.2 结晶分异作用及对REE富集与分异的影响

碳酸岩岩浆演化过程中的基性矿物、碳酸盐矿物的结晶分异可能是造成晚期碳酸岩岩浆中REE富集的重要原因。Ionov等（2002）通过对南非Spitskop碳酸岩的研究认为，结晶分异对REE的富集和沉淀起着重要的作用，在岩浆漫长而复杂的结晶分异过程中，硅酸盐矿物最先从岩浆体系中结晶出来，并导致REE在残余的碳酸盐熔体中富集，然后碳酸盐矿物继续结晶分异，造成REE在残余熔体中进一步富集，直至沉淀成矿。

实验岩石学结果表明，REE在碳酸盐矿物和碳酸盐熔体间的分配系数明显＜1，且在碳酸盐矿物中，LREE相对于HREE更加难相容（Chebotarev et al.,2019）。Xu等（2008；2010a；2010b）通过对冕西大陆槽、牦牛坪以及湖北庙垭稀土碳酸岩的研究，提出碳酸岩岩浆演化过程中方解石等碳酸盐矿物的结晶分异造成了残余熔体或流体中的LREE富集；Dorosh‐kevich等（2017）对俄罗斯Belaya Zima碳酸岩杂岩体的研究表明，碳酸岩岩浆演化从早期到晚期，形成的钙质碳酸岩→镁质碳酸岩→铁质碳酸岩中，碳酸盐单矿物REE含量逐渐升高，La/Yb值呈下降趋势，而全岩REE含量逐渐升高，La/Yb值也明显升高，表明岩浆演化过程中REE主要在晚期碳酸岩岩浆熔体中富集；Yang等（2019）对白云鄂博碳酸岩的研究也发现，从早期到晚期发育铁质碳酸岩→镁质碳酸岩→钙质碳酸岩，虽与前者的碳酸盐结晶矿物序列相反，但从早期碳酸岩到晚期碳酸岩，其REE（特别是LREE）含量也逐渐升高。另外，岩浆演化过程中基性矿物（如黑云母）的结晶分异也可以造成残余碳酸岩岩浆熔体中REE的进一步富集和轻重稀土元素的分异。谢玉玲等（2019）对白云鄂博H9岩石单元的最新研究表明，其中的黑云母岩、富黑云母碳酸岩应是赋矿碳酸岩的一部分，黑云母岩代表了岩浆早期的结晶产物，相对于赋矿碳酸岩和方解石碳酸岩，黑云母岩具有明显低的REE总量和轻重稀土元素比值（张宗清等，2003）；湖北庙垭稀土碳酸岩也存在早期为黑云母碳酸岩、晚期为铁白云石碳酸岩的演化规律，黑云母作为碳酸岩岩浆早期结晶产物分布于碳酸岩体边部，从早期黑云母碳酸岩到晚期铁白云石碳酸岩，其中的REE含量明显升高（刘源骏等，1985）。

在复杂的自然体系下，不混溶作用与结晶分异作用可能并不是彼此分别单独存在，二者可以相互贯穿和共存于整个岩浆演化过程（Panina et al.，2008）。除不混溶作用外，结晶分异可能对REE的进一步富集和分异起到了关键作用，但目前国内外对碳酸岩岩浆演化过程中矿物的结晶分异，特别是硅酸盐矿物的结晶分异以及在此过程中REE的富集与分异行为的研究相对薄弱。

3 碳酸岩流体过程中的REE富集与分异

稀土矿化可以发生在碳酸岩岩浆阶段，如美国芒廷帕斯（Mariano，1989）、中国庙垭（吴敏等，2011），但大多数稀土矿化和主要稀土矿物的沉淀则主要发生在碳酸岩流体阶段，如中国的白云鄂博（范宏瑞等，2001）、牦牛坪（袁忠信等，1995）等矿床。岩浆演化各个阶段都可以发生流体相的出溶。

碳酸岩岩浆演化晚期成矿流体发生了富挥发分流体相与富水流体相的不混溶作用，流体-流体不混溶可能是造成REE发生沉淀的主要机制。Wend‐landt等（1979）的模拟实验显示，不混溶的硅酸盐熔体-碳酸盐熔体可以和CO2流体相共存，REE（特别是HREE）趋向于富集在碳酸盐熔体相，而LREE则更趋向于富集在CO2流体相。即碳酸岩岩浆的流体出溶（碳酸岩的熔体-流体不混溶作用）可能是造成REE特 别 是LREE富 集 的关键（Wendlandt et al.,1979；Xie et al.,2019）。Liu等（2019）和舒小超等（2019）的研究显示，在霓长岩化作用中，碳酸岩流体中富Mg、Fe等矿物的结晶分异对残余流体中REE的迁移沉淀也有着重要的影响。碳酸岩流体有着不同的体系，包括碱-氯流体、碱-碳酸盐-水盐流体、碳质-H2O流体或H2O-CO2-NaCl-（F-REE）流体体系等（谢玉玲等，2019）。实验地球化学和地球化学热力学研究结果则表明，在碳酸岩流体中对REE迁移起关键作用的配体主要为硫酸根和氯离子（Cl-），而氟离子（F-）、碳酸根和磷酸根与REE络合往往会导致稀土元素的快速沉淀，它们对于稀土元素的迁移作用不大（Migdisov et al.,2014；2016）。

综上，对于成矿碳酸岩的岩浆起源、碳酸岩岩浆演化、岩浆-流体转化过程，以及在此过程中REE的富集与分异机制尚存在较多的疑问。富集的初始地幔来源及岩浆不混溶、结晶分异、流体出溶过程中REE的进一步富集与轻重稀土元素分异是碳酸岩发生REE超常富集与大规模成矿的重要前提与条件。尽管大多数稀土矿化发生在热液流体阶段，但初始岩浆以及岩浆演化过程中REE的富集与分异形成的富REE的熔体是造成后期出溶流体富REE并得以进一步沉淀成矿的关键。

4 碳酸岩的矿物学分带及研究意义

4.1 碳酸岩中普遍存在矿物学分带

母岩浆形成之后，因上升过程中受围岩混染、结晶分异、不混溶等作用的影响，岩浆组分不断发生变化，致使侵位形成的岩浆岩常在空间上呈现组分的分带性。各岩相带中的矿物共生组合、矿物化学成分特征会随岩浆演化阶段的不同而呈现明显变化，而矿物中的原生熔体包裹体也会记录矿物结晶过程中残余熔体的物理化学性质。岩浆岩的矿物分带是岩浆演化过程中不同成分矿物结晶分异作用的体现，是岩浆侵位、冷凝、结晶过程中岩浆成分变化的重要地质证据。

碳酸岩中普遍存在矿物学分带，如内蒙古丰镇浑源窑地区发育的磷灰石透辉石-碳酸岩脉，从边缘至中心大体分为透辉岩带→磷灰石碳酸岩带→块状磷灰石带（阎国翰等，2007）；山东莱芜-淄博地区发育的碳酸岩，在雪野等地见到黑云母岩向深部渐变为辉石岩，向顶部则方解石增多，在西石马也见到黑云母岩过渡为方解石碳酸岩的现象（白鸽等，1985）；内蒙古赤峰地区的古元古代碳酸岩，从边缘至中心表现为金云母（片）岩→富含镁橄榄石和金云母的碳酸岩→方解石或方解石-白云石碳酸岩的分带（Xie et al.,2019）。可见，碳酸岩中的矿物学分带是存在的，不同分带中的矿物共生组合、组成矿物的化学成分变化以及其中的包裹体特征，记录了岩浆演化和岩浆-流体演化过程中的成分变化，可以有效示踪岩浆演化过程中结晶分异对残余岩浆化学组成变化的影响，碳酸岩的矿物学分带为揭示成矿碳酸岩岩浆演化过程及REE的富集与分异机理提供了新的思路和可行性。

4.2 牦牛坪稀土矿床碳酸岩的矿物学分带及研究意义

冕宁-德昌稀土成矿带是目前中国发现的最年轻的碳酸岩型稀土矿带，牦牛坪是该成矿带中规模最大的稀土矿床，其资源量仅次于内蒙古白云鄂博，是中国第二大稀土矿床，也是世界级的超大型稀土矿床之一。牦牛坪稀土矿床因其巨大的资源意义、独特的成矿构造背景，已成为研究碰撞造山条件下碳酸岩及稀土成矿作用的典型代表（Hou et al.,2009；Xie et al.,2009）。前人对牦牛坪矿床的地质特征（袁忠信等，1995；阳正熙等，2000；2001）、成矿碳酸岩岩浆起源（牛贺才等，1996；田世洪等，2006；Hou et al.,2015）、成岩成矿年代学（田世洪等，2008；Liu et al.,2015）、矿床成因与稀土成矿作用（蒲广平，2001；王登红等，2002；许成等，2002；2004；刘丛强等，2004；谢玉玲等，2005；侯增谦等，2008）等方面做了大量的研究，取得了一系列的重要进展。已有研究表明，牦牛坪成矿碳酸岩起源于受大洋板片流体交代和地壳物质深俯冲及循环而形成的富集地幔的低程度部分熔融（Hou et al.,2015），岩浆演化经历了碳酸岩-碱性正长岩的岩浆不混溶（许成等，2002；Hou et al.,2006），大规模的稀土矿化发生在晚期碳酸岩流体阶段，熔体-流体不混溶是碳酸岩流体的出溶机制（Xie et al.,2009），与成矿有关的流体以高温、高压、超高盐度、富和高密度CO2为特征，为具有高溶解能力和高渗透性的超临界流体（谢玉玲等，2006a），流体演化过程中硫酸盐熔体与水流体的不混溶、富CO2流体与水流体的不混溶（Xie et al.,2009；2016）或大气降水的加入（Liu et al.,2019）是造成REE沉淀的主要机制。研究显示，碳酸盐熔体-碱性硅酸盐熔体不混溶造成了REE在碳酸岩中富集（许成等，2002；Hou et al.,2006），但与碳酸岩同期的正长岩中REE含量也很高，且具有更强烈的轻重稀土元素分异特征（Hou et al.,2006），因此，碳酸盐-碱性硅酸盐熔体不混溶不是碳酸岩中轻重稀土元素强烈分异的主要原因，造成碳酸岩岩浆演化晚期和碳酸岩流体中强烈LREE富集的原因目前仍不清楚。

笔者最新的研究和最近的钻孔资料表明，冕宁牦牛坪稀土矿床无论是垂向上还是侧向上均发育明显的矿物学分带。深部-900 m钻孔揭露的碳酸岩较浅部碳酸岩明显富含黑云母（图4a），这与庙垭（李石，1980）、白云鄂博（谢玉玲等，2019）矿床早期碳酸岩富含黑云母的特征相吻合。另外，矿区地表和露天采坑中揭露出大量的霓辉石脉（图4b）、霓辉石-碳酸盐脉或霓辉石-碳酸盐-萤石+重晶石+石英+稀土矿脉，这些脉体具有明显的矿物学分带，从外向内分别为霓辉石带→碳酸盐带→萤石+重晶石+石英+稀土矿物带（图4c、d）。这些脉体过去一直被认为是热液成因，前人（谢玉玲等，2006a；2006b）对其中的萤石、重晶石、石英中的熔-流体、流体包裹体进行了大量的工作，确认了其中的萤石形成于熔-流体转化阶段，而石英、重晶石、稀土矿物中主要发育流体包裹体（图5c、d），形成于流体阶段。笔者最新的包裹体岩相学结果表明，这些脉体外带的霓辉石和方解石中的包裹体为熔体包裹体（图5a），这些熔体包裹体在室温下呈单一的熔体玻璃相或呈子矿物相+玻璃相，有些含有小气泡，前期研究结果显示熔体中富含H2O和CO2，均一温度大于790℃（谢玉玲等，2006b）。因此，无论是霓辉石脉还是霓辉石-碳酸盐脉均应是岩浆成因，脉体的矿物学分带记录了岩浆和岩浆-流体演化的全过程。霓辉石和方解石中的熔体包裹体记录了岩浆演化过程中的物理化学性质变化。通过碳酸岩中早期结晶矿物（如黑云母）、碳酸岩脉不同矿物学分带中主要组成矿物（如霓辉石、方解石）及其中的原生熔体包裹体成分的微区、微量元素分析，可以示踪碳酸岩岩浆演化过程中岩浆组成的变化，为研究碳酸岩岩浆演化过程中REE的富集与分异提供了可能。

图4 牦牛坪稀土矿床碳酸岩的矿物学分带特征a.-900 m深部钻孔中的碳酸岩，含有较多黑云母；b.浅部碳酸岩的矿物学分带现象，石英等浅色矿物增加，发育较多黑色霓辉石脉；c，d.明显的矿物学分带，从外向内分别为霓辉石带→碳酸盐带→萤石+重晶石+石英+稀土矿物带Agt—霓辉石；Cal—方解石；Fl—萤石；Brt—重晶石；Qtz—石英；Bas—氟碳铈矿（矿物缩写符号据沈其韩，2009）Fig.4 Photographs of mineral zonation of carbonatite in the Maoniuping REE deposit a.Carbonatite in deep bore hole(-900 m depth),containing biotite;b.The mineral zonation in carbonatite at shallow depth,containing more light colour minerals such as quartz,more black aegirine veins;c,d.Obvious mineral zonation:aegirine→carbonate→fluorite+barite+quartz+bastnaesite mineral from outside to inside Agt—Aegirine;Cal—Calcite;Fl—Fluorite;Brt—Barite;Qtz—Quartz;Bas—Bastnaesite(mineral abbreviations were according to Shen,2009)

图5 牦牛坪稀土矿床碳酸岩不同矿物学分带中的包裹体照片a.早期方解石中的熔体包裹体；b.萤石中晶簇状的多子晶熔流体包裹体；c.晚期氟碳铈矿中的流体包裹体；d.石英中水-液相（气相）CO2型包裹体M—熔体包裹体；A—水溶液相；D—子矿物；LC—液相CO2；Bubble—气泡Fig.5 Micrographs of inclusions in different mineral zone in carbonatite from the Maoniuping REE deposit a.Melt inclusions in early calcite;b.Melt-fluid inclusions in fluorile;c.Fluid inclusions in the late bastnaesite;d.H2O-liquid/gas CO2 type inclusions in quartz M—Melt inclusions;A—Aqueous phase;D—Daughter mineral;LC—Liquid phase CO2;Bubble—The bubbles

5 结论

（1）富集的初始地幔来源及碳酸岩岩浆演化过程中REE的富集与轻重稀土元素分异是碳酸岩发生REE超常富集并大规模成矿的重要前提与条件。尽管大多数稀土矿化发生在流体阶段，但岩浆演化晚期富REE的熔体是造成出溶流体富REE并得以进一步沉淀成矿的关键。碳酸岩的岩浆起源以及初始岩浆中REE的富集特征尚不十分明确，碳酸岩岩浆演化过程（不混溶与结晶分异）对REE的进一步富集与分异具有重要的控制作用，但不混溶过程中REE的富集分异机制需要更多的实验数据验证，结晶分异过程中REE的富集分异行为研究有待加强。

（2）碳酸岩中普遍存在矿物学分带，不同分带中的矿物共生组合、组成矿物的化学成分变化以及其中的包裹体特征，记录了岩浆演化和岩浆-流体演化过程中的成分变化，可以有效示踪岩浆演化过程中结晶分异对残余岩浆化学组成变化的影响，碳酸岩的矿物学分带为揭示成矿碳酸岩岩浆演化过程及REE的富集与分异机理提供了新的思路和可行性。

（3）牦牛坪稀土矿床无论是垂向上还是侧向上均发育明显的矿物学分带。过去一直被认为是热液成因的霓辉石脉或霓辉石-碳酸盐脉，均应是岩浆成因，脉体的矿物学分带记录了岩浆和岩浆-流体演化的全过程。霓辉石和方解石中的熔体包裹体记录了岩浆演化过程中的物理化学性质变化。碳酸岩的矿物学分带对REE富集与分异的机理研究具有重要意义，有待于后期更加深入的研究。